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Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques.

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1 Chapitre 3: Les isotopes Roches magmatiques: Comprendre et modéliser les roches magmatiques

2 Isotopes Même Z (nombre de protons), Different A (nombre de neutrons) Notation: 6 14 C

3 Isotopes les plus utilisés en pétrologie H, C, O, S, K, Ar, Rb, Sr, U, Pb, Th, Sm, Nd Utilisations: Datations Traceurs pétrogénétiques

4 Différents types disotopes Isotopes stables Isotope instables Isotopes radioactifs: subissent une désintégration (parent) Isotopes radiogéniques: produits dune désintégration (daughter) Isotopes cosmogéniques: produit par bombardement cosmique

5 Isotopes stables Pas de fractionation chimique Fractionation de masse Fonction de la différence de masse relative Efficace uniquement pour les isotopes légers Lisotope le plus léger va préférentiellement dans le liquide plutôt que dans le solide et dans la vapeur plutôt que dans le liquide

6 Example: Isotopes de lOxygène Standard International pour les isotopes dO = standard mean ocean water (SMOW) 16 O99.756% de loxygène naturel 17 O 0.039% 18 O 0.205%

7 18 O/ 16 O) = (O/O)(O/O) (O/O) x sample 1816 SMOW 1816 SMOW

8 Eau de pluie? Evaporation de leau de mer vapeur deau (nuages) F Isotopes légers se concentrent dans la vapeur Efficace, masse = 1/8 masse totale

9 (O/O)(O/O) (O/O) x vapor 1816 SMOW 1816 SMOW = clouds <0< (O/O) 1816 Vapor (O/O) 1816 SMOW

10 Figure 9-9. Relationship between d( 18 O/ 16 O) and mean annual temperature for meteoric precipitation, after Dansgaard (1964). Tellus, 16,

11 F Isotopes O et H - juvenile vs. meteorique vs. brine 18 O du manteau sédiments: permet déstimer la contamination dun magma mantellique par des sédiments Signatures isotopiques : distinction principaux réservoirs

12 Rapports isotopiques d'un élément léger (par exemple 18 O/ 16 O) dans deux minéraux coexistant dans la même roche (par exemple, quartz-magnétite, feldspath- magnétite, feldspath-quartz) sont fréquemment différents. Fractionnements sensibles à T. Fractionnement lorsque T Géothermomètre ( δ 18 O).

13 Isotopes stables 13 C/ 12 C permet de distinguer entre une source magmatique et une source hydrothermale 13 C/ 12 C dans les carbonates de la plupart des roches ignées est non-magmatique (sauf carbonatites) circulation de fluides hydrothermaux. 13 C/ 12 C dans la plupart des gites hydrothermaux indique une source profonde

14 Variations Isotopiques : 1. Fractionation de masse (isotopes légers seulement) 2. Isotopes radiogéniques produits en proportions variable du à un évènement de fractionation chimique 40 K 40 Ar Basalte rhyolite par fractionnation chimique Rhyolite a plus de K que le basalte 40 K plus 40 Ar au cours du temps dans la rhyolite que dans le basalte 40 Ar/ 39 Ar seront différents pour chacun Cette différence augmente avec le temps Daprès cours en ligne de Winter

15 Désintégration Radioactive dN dt N or dN dt =N # parent atoms time time 1½¼ Daprès cours en ligne de Winter N/N 0 =e - t

16 D = Ne t - N = N(e t -1) age de léchantillon (t) peut être déterminé si on connait: age de léchantillon (t) peut être déterminé si on connait: D quantité de nuclides radiogéniques produits D quantité de nuclides radiogéniques produits N quantité de radionuclides parents restants N quantité de radionuclides parents restants constante de désintégration constante de désintégration Daprès cours en ligne de Winter N/N 0 =e - t D=N 0 -N

17 D = Ne t - N = N(e t -1) age de léchantillon (t) peut être déterminé si on connait: age de léchantillon (t) peut être déterminé si on connait: D quantité de nuclide radiogénique produit D quantité de nuclide radiogénique produit N quantité de radionuclide parent restant N quantité de radionuclide parent restant constante de désintégration constante de désintégration limites: Dans une roche très jeune la quantité disotopes radiogénique est trop faible pour être déterminée précisément. Dans une roche très ancienne la quantité disotopes parents est trop faible pour être déterminée précisément. Comment distinguer les isotopes radiogéniques des isotopes stables initialement présents? Daprès cours en ligne de Winter

18 Le système K-Ar 40 K 40 Ca ou 40 Ar F 40 Ca est commun. Le 40 Ca radiogénique ne peut être distingué 40 Ca non-radiogénique F 40 Ar est un gaz inerte qui peut être piégé dans les phases solides F A haute T, 40 Ar séchappe et lhorloge radiométrique est remise à zéro F Température de blocage varie selon les minéraux Daprès cours en ligne de Winter

19 Le système K-Ar Attention: si la roche refroidit lentement, lAr peut séchapper après la cristallisation initiale Attention: si la roche refroidit lentement, lAr peut séchapper après la cristallisation initiale Températures de blocage varient selon les minéraux: Températures de blocage varient selon les minéraux: Amphibole: 600°C Amphibole: 600°C Micas: 300°C Micas: 300°C Apatite: 100 °C Apatite: 100 °C Permet destimer des vitesses de refroidissement ou de dater des épisodes de métamorphisme Permet destimer des vitesses de refroidissement ou de dater des épisodes de métamorphisme Daprès cours en ligne de Winter

20 Système Sr-Rb 87 Rb 87 Sr + particule beta ( = 1.42 x a -1 ) 87 Rb 87 Sr + particule beta ( = 1.42 x a -1 ) Rb se comporte comme K micas et feldspaths alcalins Rb se comporte comme K micas et feldspaths alcalins Sr se comporte comme Ca plagioclase et apatite (mais pas clinopyroxene) Sr se comporte comme Ca plagioclase et apatite (mais pas clinopyroxene) 88 Sr : 87 Sr : 86 Sr : 84 Sr = 10 : 0.7 : 1 : Sr : 87 Sr : 86 Sr : 84 Sr = 10 : 0.7 : 1 : Sr est un isotope stable. 86 Sr est un isotope stable. 87 Sr = 87 Sr stable + 87 Sr radiogénique (désintégration de 87 Rb) 87 Sr = 87 Sr stable + 87 Sr radiogénique (désintégration de 87 Rb) Daprès cours en ligne de Winter

21 Technique isochrone Au moins 3 échantillons cogénétiques avec différents rapports Rb/Sr Figure 9-3. Change in the concentration of Rb and Sr in the melt derived by progressive batch melting of a basaltic rock consisting of plagioclase, augite, and olivine. From Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Prentice Hall. Daprès cours en ligne de Winter Bt - Ms – Kfs 3 roches dérivant dune même source par fusion partielle ou cristallisation fractionnée.3 roches dérivant dune même source par fusion partielle ou cristallisation fractionnée. 3 minéraux dune même roche avec différents rapport K/Ca3 minéraux dune même roche avec différents rapport K/Ca

22 Si t <0.1: e t -1 t Pour t < 70 Ga (!!) : 87 Sr/ 86 Sr = ( 87 Sr/ 86 Sr) o + ( 87 Rb/ 86 Sr) t = équation linéaire de 87 Sr/ 86 Sr vs. 87 Rb/ 86 Sr Equation de désintégration divisée par 86 Sr 87 Sr/ 86 Sr = ( 87 Sr/ 86 Sr) o + ( 87 Rb/ 86 Sr)(e t -1) = 1.4 x a -1 = 1.4 x a -1 D = D 0 +N(e t -1) Daprès cours en ligne de Winter

23 a bc toto 86 Sr 87 Sr o () 86 Sr 87 Sr 86 Sr 87 Rb 3 roches a, b,c au temps t o Daprès cours en ligne de Winter 87 Sr/ 86 Sr = ( 87 Sr/ 86 Sr) o + ( 87 Rb/ 86 Sr) t

24 a bc a1a1 b1b1 c1c1 t1t1 toto 86 Sr 87 Sr 86 Sr 87 Rb 86 Sr 87 Sr o () Daprès cours en ligne de Winter 87 Sr/ 86 Sr = ( 87 Sr/ 86 Sr) o + ( 87 Rb/ 86 Sr) t

25 a bc a1a1 b1b1 c1c1 a2a2 b2b2 c2c2 t1t1 toto t2t2 86 Sr 87 Sr 86 Sr 87 Sr o () 86 Sr 87 Rb Daprès cours en ligne de Winter 87 Sr/ 86 Sr = ( 87 Sr/ 86 Sr) o + ( 87 Rb/ 86 Sr) t

26 Technique des Isochrones produit: 1. Lage de la roche (pente = t) 2. ( 87 Sr/ 86 Sr) o = valeur initiale de 87 Sr/ 86 Sr Figure 9-9. Rb-Sr isochron for the Eagle Peak Pluton, central Sierra Nevada Batholith, California, USA. Filled circles are whole-rock analyses, open circles are hornblende separates. The regression equation for the data is also given. After Hill et al. (1988). Amer. J. Sci., 288-A, Daprès cours en ligne de Winter Age=pente/ =91 Ma

27 Figure Estimated Rb and Sr isotopic evolution of the Earths upper mantle, assuming a large-scale melting event producing granitic-type continental rocks at 3.0 Ga b.p After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer. Daprès cours en ligne de Winter ( 87 Sr/ 86 Sr) o = valeur initiale de 87 Sr/ 86 Sr = traceur pétrogénétique ( 87 Sr/ 86 Sr) o <0.706: origine mantellique

28 Système Sm-Nd l Sm et Nd sont des LREE (incompatibles) F Nd a un plus petit Z rayon ionique plus grand plus incompatible F Sm/Nd plus petit dans le liquide que dans la source Daprès cours en ligne de Winter

29 147 Sm 143 Nd = 6.54 x a -1 (half life 106 Ga) = 6.54 x a -1 (half life 106 Ga) l On divise dans léquation de désintégration par 144 Nd qui est non-radiogénique 143 Nd/ 144 Nd = ( 143 Nd/ 144 Nd) o + ( 147 Sm/ 144 Nd) t 143 Nd/ 144 Nd = ( 143 Nd/ 144 Nd) o + ( 147 Sm/ 144 Nd) t Daprès cours en ligne de Winter

30 Evolution oposée à Rb - Sr Figure Estimated Nd isotopic evolution of the Earths upper mantle, assuming a large-scale melting or enrichment event at 3.0 Ga b.p. After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer. Daprès cours en ligne de Winter CHUR: Chondrite uniform reservoir

31 Système Sm-Nd Figure Estimated Nd isotopic evolution of the Earths upper mantle, assuming a large-scale melting or enrichment event at 3.0 Ga b.p. After Wilson (1989). Igneous Petrogenesis. Unwin Hyman/Kluwer. Daprès cours en ligne de Winter I t CHUR : rapport 143Nd/144Nd à lépoque de formation de la roche Nd positif: source appauvrie Nd négatif: source enrichie

32 Système U-Pb-Th Système très complexe. F 3 isotopes radioactifs d U: 234 U, 235 U, 238 U F 3 isotopes radiogéniques du Pb: 206 Pb, 207 Pb, et 208 Pb s Seul 204 Pb est strictement non-radiogénique l U, Th, and Pb sont des incompatibles l Composition isotopique en Pb des roches dépend de 238 U 234 U 206 Pb( = x a -1 ) 238 U 234 U 206 Pb( = x a -1 ) 235 U 207 Pb( = x a -1 ) 235 U 207 Pb( = x a -1 ) 232 Th 208 Pb( = x a -1 ) 232 Th 208 Pb( = x a -1 ) Daprès cours en ligne de Winter

33 Système U-Pb-Th Concordia = Co-evolution simultanée de 206 Pb et 207 Pb via: 238 U 234 U 206 Pb 235 U 207 Pb Figure 9-16a. Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York. Daprès cours en ligne de Winter

34 Système U-Pb-Th Discordia = perte de la même proportion de 206 Pb and 207 Pb Figure 9-16a. Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York. Daprès cours en ligne de Winter

35 Système U-Pb-Th Concordia après 3.5 Ga dévolution totale Figure 9-16a. Concordia diagram illustrating the Pb isotopic development of a 3.5 Ga old rock with a single episode of Pb loss. After Faure (1986). Principles of Isotope Geology. 2nd, ed. John Wiley & Sons. New York. Daprès cours en ligne de Winter

36 Coefficients de partage solide-liquide des isotopes de Pb, Sr ou Nd sont identiques. Composition isotopique d'un magma produit dans n'importe quelle partie du manteau ou de la croûte reflètera exactement la composition isotopique de ce réservoir.

37 Réservoirs avec des signatures isotopiques distinctes (Rb/Sr, U/Pb, Th/Pb, Sm/Nd) Manteau appauvri Manteau enrichi par recyclage de la lithosphère océanique Croûte inférieure (appauvrie) Croûte supérieure (enrichie) Cratons de différents âges

38 Assimilation provoque un changement des rapports isotopiques du magma contaminé en proportion: 1. de la quantité de la croûte (ou manteau) assimilée, 2. du contraste isotopique entre les deux composants et 3. des concentrations des éléments pertinents (Sr, Nd, Pb) dans les deux composants

39 Isotopes cosmogéniques: Example du 10 Be Petites quantités formées dans l'atmosphère et incorporées dans les dépôts abyssaux; Transportée dans le manteau par le processus de subduction; Fraction minime dans les basaltes jeunes des marges convergentes (recyclage des sédiments) 10 Be n'est jamais présent dans les basaltes intraplaques ou les basaltes de ride océanique du même âge

40 Conclusions Comprendre et modéliser les roches magmatiques

41 Eléments majeurs Les techniques danalyses modernes permettent dobtenir les compositions précises des roches et des minéraux constitutifs en éléments majeurs, éléments en traces et isotopes. Les éléments majeurs permettent de classifier les roches et distinguer des séries magmatiques Des modèles graphiques et mathématiques basés sur les variations en éléments majeur dune série permet de tester si les roches dérivent les unes des autres par cristallisation fractionnée et quels sont les cristaux impliqués dans la fractionnation.

42 Eléments en trace Les éléments en traces sont en général incompatibles Sur la base des éléments en trace, la cristallisation fractionnée, la cristallisation à léquilibre, la fusion partielle et la fusion à léquilibre peuvent être modélisés. On ne peut maintenir lhypothèse de la cristallisation fractionnée que si les éléments majeurs et les éléments en trace donnent des résultats convergeants. Les proportions relatives de différent éléments en traces sont utilisées comme indicateur de la cristallisation de certains minéraux

43 Systèmes ouverts-systèmes fermés Les modèles de cristallisation fractionnée sont valables pour des systèmes fermés La différentiation sopère probablement très fréquemment en système ouvert Les processus pétrogénétiques en système ouvert peuvent impliquer de lassimilation (AFC) et des mélanges.

44 Mélanges C H = C A X A + C B (1-X A ) X A =fraction du composant A, C=concentration d'un élément; C H =concentration dans le magma hybride. Lefficacité du mélange entre deux magmas dépent: De la vigueur de la convection; Des contrastes de viscosité.

45 Mélanges Jellinek and Kerr, 1999 U= a / i

46 Mélanges Un magma rhyolitique anhydre est beaucoup plus visqueux quun basalte. La viscosité dun magma rhyolitique riche en eau se rapproche de celle dun basalte. Un basalte anhydre se solidifie à des température plus élevée quun magma rhyolitique (il se fige au contact de la rhyolite)


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